- Elucidação da historia de vida no nosso globo Quantificação das alterações de meio ambiente global (oceano é o maior reservatório do C biologicamente reactivo que controla o CO2 atmosférico!) Avaliação do estado químico/trófico dum determinado ambiente/compartimento Elucidação da formação de jazigos dos combustíveis fósseis

Metabolismo, fluxos e preservação de metabolitos ocupam posição central no estudo de ciclos biogeoquímicos Metabolismo é fundamentalmente química redox ou produção energética resultante dos desequilíbrios redox Os requisitos metabólicos de organismos não estão integrados com geoquímica. Isso explica a existência de várias perspectivas de biogeoquímica.

Catiões (K +, Na +, Mg 2+ e Ca 2+ ) e o anião (Cl - ) dominavam no oceano tal como hoje em dia. A atmosfera primitiva era constituída por uma mistura de gases de carácter redutor: N 2, CO 2, e H 2 O, com prováveis vestígios de H 2, CH 4 and NH 4. O sol possuia a luminosidade 30% mais baixa do que a presente. O teor mais elevado de CO 2 em atmosfera primitiva mantinha a Terra quente (acima de 0 C pelo menos). (Os níveis presentes de CO 2 e H 2 O em atmosfera permitem manter a temperatura 30 C acima do que se esperava sem estes gases.)

4.5 Ga 3.8 Ga

5 Ga antes do presente) 4 3 2 1 H a d e a no Arquano Proterozóico 0 terra vida bactérias plantas Fanerozóico animais

Duas teorias alternativas: 1) Experiencia :Miller / Urey Água Marinha + atmosfera primitiva + faíscas simples compostos reduzidos. Fontes de energia podem ser diferentes, anóxia é obrigatória. Ponto fraco: metano

2) Fontes interplanetárias da MO (partículas de poeiras interplanetárias, cometas, condritos carbonáceos). *IDP - partículas de poeiras interplanetárias

Pequenas quantidades dos compostos minerais - minerais argilosos podem ter jogado um papel fundamental, tornando mais provável a montagem dos compostos orgânicos mais complexos. Tomando em conta as abundâncias terrestres, a solubilidade em água aparece como a determinante final da composição da matéria viva. C,H,N,S,O e P constituem 95% dos biota P aparece como uma excepção, pois forma o anião (PO 4 3- ) que prontamente forma mineral insolúvel. Provavelmente sempre foi um elemento limitativo para desenvolvimento de biota

Podemos classificar os organismos de acordo com o método de obtenção da energia(catabolismo) e do carbono reduzido para síntese orgânica/formar células (anabolismo): 1. Métodos de obtenção/produção energética: Fotosíntese -- Fototrofia e.g.: fotosíntese óxica: 6 CO 2 + 6 H 2 O C 6 H 12 O 6 + 6 O 2 Oxidação/redução dos compostos inorgânicos -- litotrofia = quimiotrofia e.g.: oxidação de amónia: NH + 4 + 1 O 2 NO - 2 + 2 H + + H 2 O Oxidação dos compostos orgânicos -- organotrofia e.g.: Oxidação de glucose : C 6 H 12 O 6 + 6 O 2 6 CO 2 + 6 H 2 O 2. Método/fonte para obtenção do carbono (anabolismo): Gás carbónico ou bicarbonato dissolvido -- autotrofia Compostos orgânicos -- heterotrofia

Autofototrofia Plantas verdes Maior parte de algas Cianobacterias Algumas bactérias verdes e púrpuras Autolitotrofia Bacterias metanooxidantes: 6 CH 4 + 6 O 2 C 6 H 12 O 6 + 6 H 2 O Bacterias oxidantes de hidrogénio Bacterias ferrooxidantes Bacterias nitrificadoras: NO - 2 + O 2 NO - 3 Heterofototrofia Maioria de bactérias verdes e púrpuras Algumas algas e cianobacterias Heterolitotrofia Bacterias tioaxidantes Heteroorganotrofia Animais Maior parte de bacterias Fungos Protozoarios

Geral: MO reduzida + oxidante CO 2 + oxidante reduzido + energia Modo de oxidação Oxidante Oxidante reduzido G r (kj/mole) Oxidação aeróbica O 2 H 2 O -3190 Redução de manganês MnO 2 Mn 2+ -3090 Redução de nitrato HNO 3 N 2-3030 Redução de ferro Fe 2 O 3 Fe +2-1410 FeOOH Fe +2-1330 Redução de sulfato SO 2-4 S - 2-380 Metanogenese CO 2 CH 4-350

1. Fermentação da MO por arquebactérias termo e halo- resistentes, desde há 3.8 Ga Fermentação de acetato: CH 3 COOH CO 2 + CH 4 (heteroorganotrofia) (Uso de acetato ou outros compostos C-2 / C-3 de proveniência abiótica onde C e receptor de e) 2. Metanogenese, por redução de CO 2 Redução de CO 2 : CO 2 + 4H 2 CH 4 + 2H 2 O autolitotrofia também conhecida dos ambientes profundos na actual crosta oceânica Respiração 1 e 2 verificam-se entre as bacterias fermentadoras nos pântanos e em zonas costeiras 3. Sulfatoredução desde há 2.4 Ga, isto é, desde a suficiente acumulação de sulfato em água 2CH 2 O+2H + + SO 4 2- H 2 S + 2CO 2 + 2H 2 O (heteroorganotrofia)

Fotosíntese anaeróbica conduzida por tiobaccili semelhantes a actuais b. Verdes (Chlorobium) e púrpuras (Thiospirillum). Gº com sulfureto mais negativo que com água! 1) CO 2 + 2H 2 S + luz CH 2 O + 2S + H 2 O (autofototrofia) Fotosíntese aquática 2) CO 2 + H 2 O + luz CH 2 O + O 2 (autofototrofia) A fotosíntes aeróbica começou ~ 3.5 Ga, mas a acumulação do livre O 2 na atmosfera não começou até a oxidação do Fe 2+ foi completada (~2 Ga). Glaciações. Os níveis de oxigénio actuais são alcançados ca 400 ma. Provavelmente o mais importante evento geoquímico

Autolitotrofia Aerobia Oxidação de enxofre: 2S + 2H 2 O + 3O 2 2SO 4 2- + 4H + H + é produzido e utilizado para a redução fixação do CO 2 na MO. Este proceso requere a presença de O 2. Nitrificação: 2NH 4 + + 4O 2 2NO 3 - + 2H 2 O + 4H + Organoheterotrofia Nitrito Nitrato 2NO 2 - + O 2 2NO 3 - Desnitrificação 5CH 2 O + 4H + + 4NO 3-2N 2 + 5CO 2 + 7H 2 O Esse itinerário desenvolveu-se na presença de O 2, em função da presença de nitrato produzido em reacçõ precedente. O enzima envolvido não é destruido por O 2, mas meramente desactivado: a maior parte de desnitrificadores passam a respiração anaerobia (organoheterotrofia) quando O 2 é presente.

Nº electrons/mole = 6.022 1023

N 2 CO 2 H 2 O Formação do oceano CO 2 Dissolve-se O 2 O 2 alcança niveis actuais Desgasificação Vida forma-se nos oceanos Início da fotosíntese 4.5 Ga B.P 4 Ga B.P. 3.5 Ga B.P. 0.4 Ga B.P. presente

T M Schulz e Zabel, 2000